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Rossby Welle

Rossby Welle

Rossby-Wellen, auch als planetarische Wellen bezeichnet, sind großskalige Wellenbewegungen im Ozean oder der Atmosphäre. Rückstellende Kraft ist die Corioliskraft, deren Betrag mit der geographischen Breite varriiert. Das Naturphänomen ist nach dem schwedisch-amerikanischen Meteorologen Carl-Gustaf Rossby benannt, der sie als erstes erklärte.

Ozeanische Rossby-Wellen

Im Ozean können Rossby-Wellen mittels Satellitenaltimetrie in jedem Ozean und in allen Breiten nachgewiesen werden. Sie entstehen durch Winde, Luftdruckschwankungen oder bei der Reflexion von Kelvin-Wellen an den östlichen Rändern der Ozeanbecken. Lange Rossby-Wellen können an westlichen Rändern eines Ozeanbeckens als kurze Rossby-Wellen reflektiert werden. Sie spielen eine wichtige Rolle bei der Ausbreitung von Ozean-Klima-Signalen, beispielsweise bei ENSO (El Niño-Southern Oscillation).

Eigenschaften

Ihre Phasengeschwindigkeit, also die Geschwindigkeit eines Wellenberges, der an der Wasseroberfläche nur einige Zentimeter hoch ist, in der Thermoklinen jedoch i. d. R. mehrere Meter aufweist) ist stets ostwärts gerichtet, während die Gruppengeschwindigkeit, also die Richtung des Energietransports, sich in jede Richtung ausbreiten kann. Ihre Wellenlängen liegen im Bereich von mehreren hundert Kilometern. Die Phasengeschwindigkeit des an der Oberfläche nur einige Zentimeter und in der Thermoklinen in der Regel mehrere Meterhohen hohen Wellenberges, ist stets ostwärts gerichtet. Die Gruppengeschwindigkeit, also die Richtung des Energietransports, kann sich indes in jede Richtung ausbreiten. Typische Geschwindigkeiten liegen in der Grössenordnung von wenigen Zentimetern pro Sekunde. Gleichzeitig sind die Meridionalkomponenten von Gruppen- und Phasengeschwindigkeit stets entgegengesetzt. Ob eine Rossby-Welle ost- oder westwärts propagiert, hängt von ihrer Wellenlänge ab. Kurze Wellenlängen breiten sich gen Osten aus, wohingegen große Wellenlängen einen westwärtigen Energietransport aufweisen. Dies folgt aus der Dispersionsrelation für Rossby-Wellen, einen graphischen Zusammenhang zwischen Gruppen- und Phasengeschwindigkeiten liefern die slowness curves.

Atmosphärische Rossby-Wellen

Rossby-Wellen in der Atmosphäre sind als mäandrierender Verlauf des Polarfrontjetstreams entlang der Luftmassengrenze zwischen der kalten Polarluft der Polarzelle und der warmen Subtropenluft der Ferrel-Zelle auf der Nord- und in geringerer Ausprägung auch auf der Südhalbkugel der Erde beobachtbar. Erde Jetstreams entstehen infolge globaler Ausgleichsbewegungen zwischen verschiedenen Temperaturregimen beziehungsweise Hoch- und Tiefdruckgebieten. Bedingt durch unregelmäßige thermische Gefälle verläuft die Luftmassengrenze zwischen warmer Subtropen- und kalter Polarluft nicht geradlinig, sondern mäandriert. Die so entstehende wellenförmige Luftmassengrenze wird Rossby-Welle genannt und ist in der unteren Abbildung dargestellt. Die Faltung des Polarfrontjetstreams ist in der Realität uneinheitlich und windet sich auch nicht durchgehend um die gesamte Erdhalbkugel. Ein aktuelles Bild der mäandrierenden Jetstream-Bänder ist in den Weblinks einsehbar. Der Jetstream reißt zudem die unteren Luftschichten mit, wobei entsprechend der Verwirbelung der Rossby-Welle stets dynamische Tiefdruckgebiete (Zyklone) in Richtung Pol (im Gegenuhrzeigersinn verdreht über den 'Wellentälern', so genannte Tröge) und in Richtung Äquator Hochdruckgebiete (im Uhrzeigersinn verdreht unter den 'Wellenbergen', so genannte Rücken) ausscheren. Diese Tiefdruckgebiete, wie beispielsweise das Island-Tief, sind am mitteleuropäischen Wetter maßgeblich beteiligt, da sie durch ihre Frontensysteme zu einem charakteristischen Witterungswechsel führen. Da diese Verwirbelungen maßgeblich durch kontinentale Hindernisse hervorgerufen werden und diese auf der Nordhalbkugel wesentlich ausgeprägter sind als in der Südhalbkugel, zeigt sich dieser Effekt und damit auch die Rossby-Wellen auf der Nordhalbkugel wesentlich ausgeprägter. Siehe auch: planetare Zirkulation

Weblinks

- [http://apollo.lsc.vsc.edu/cgi-bin/viewimg.cgi?img=/data/web/upperair/jet/globjet.gif Grafik „aktuelle JetStreams“, Lyndon State College (englisch)]
- [http://poincare.met.fu-berlin.de/~wettertip/ROSSBY-Wellen.html Ausführliche Beschreibung bei diplomet] Kategorie:Ozeanographie Kategorie:Meteorologie

Ozean

Ein Ozean (Mehrzahl die Ozeane, von griechisch ωκεανός - der Ozean, auch als antiker Gott Okeanos) ist ein größerer Teil des Weltmeeres der Erde oder eines anderen Himmelskörpers.

Ozeane auf der Erde

Lage

Insgesamt sind 71 Prozent der Erdoberfläche von Meeren (die Ozeane und deren Nebenmeere) bedeckt. Sie konzentrieren sich auf der Wasserhemisphäre, deren Zentrum im riesigen Pazifik nahe Neuseeland liegt. Auf der gegenüberliegenden Landhemisphäre befinden sich nur der Atlantik, der Arktische Ozean und Teile des Südlichen Ozeans sowie des Indiks.

Die Aufteilung der Erd-Ozeane

Umgangssprachliche Aufteilung - 3 Ozeane

Im allgemeinen und nicht nur aus ökologischer Sicht wohl überholten Sprachgebrauch spricht man von nur drei Ozeanen (Atlantischer Ozean oder Atlantik, Indischer Ozean oder Indik und Pazifischer Ozean oder Pazifik). Bei dieser Sichtweise wird der Arktische Ozean (Nordpolarmeer) als Teil des Atlantiks angesehen und der Südliche Ozean (Südpolarmeer), dessen Abgrenzungen mittels Breiten- und Längengraden ermittelt wurde, zu den (allen) 3 zuerst genannten Ozeanen gezählt.

Wissenschaftliche Aufteilung - 5 Ozeane

Wissenschaftlich bzw. offiziell betrachtet gibt es allerdings fünf Ozeane, weil alle im allgemeinen Sprachgebrauch erwähnten Bereiche des Weltmeeres als eigenständige Glieder gelten, so dass der Arktische Ozean (Nordpolarmeer) und der Südliche Ozean (Südpolarmeer) als separate Meere bzw. Ökosysteme herausgestellt werden.
- der Arktische Ozean (Nordpolarmeer)
- der Atlantische Ozean (Atlantik)
- der Indische Ozean (Indik)
- der Pazifische Ozean (Pazifik oder Stiller Ozean)
- der Südliche Ozean (Südpolarmeer)

Hemisphärische Aufteilung - 7 Teil-Ozeane

Eine alternative Betrachtungsweise teilt die zwei größten Ozeane der Erde in ihre Hemisphären auf (Nord- und Süd-Atlantik, Nord- und Süd-Pazifik) und zählt den Indik, das Nordpolarmeer und das Südpolarmeer dazu.

Historische Aufteilung - 7 Ozeane (bzw. Weltmeere)

Historisch spricht man von den Sieben Weltmeeren, die neben Atlantik, Pazifik und Indik auch die Karibik, das Mittelmeer, das Gelbe Meer und die Ostsee umfassen (oder auch andere Meere, die als Nebenmeere der Ozeane gelten, wie das Schwarze Meer oder die Nordsee).

Urgeschichtliche Aufteilung - 1 Ozean (bzw. Weltmeer)

Da sich im Lauf der Erdgeschichte die Verteilung von Land- und Wassermassen durch die von der Plattentektonik angetriebene Kontinentaldrift ständig verändert, können auch urgeschichtliche Ozeane (Urozean) unterschieden werden. So existierte in der Trias ein weltumspannender Ozean (bzw. Weltmeer), Panthalassa (Allmeer) genannt; das davon abzweigende Urmittelmeer wird Tethysmeer genannt.

Gestalt der Ozeane

Die einzelnen Ozeane, die zwischen den Kontinenten liegen, unterscheiden sich unter anderen durch Größe, Salzgehalt, ein eigenes Gezeiten-System, Wellen (Seegang) und Meeresströmungen sowie historisch-geologisch von den anderen Teilen des Weltmeeres. Innerhalb der Ozeane und ihren Nebenmeeren bzw. auf deren Meeresboden befinden sich teils sehr hohe und langgestreckte Mittelozeanische Rücken, teils sehr viele und niedrigere Schwellen, große und kleine Tiefseebecken, Tiefseerinnen und verschiedene Meerestiefs und im Pazifik auch noch der Pazifische Feuerring. Außerdem ragen zahlreiche Inseln, Inselgruppen und Archipele aus diesen Meeren heraus und Halbinseln in diese hinein. Nord- und Südpolarmeer sind teils oder ganz von Pack- und Treibeis bedeckt.

Ozeane auf anderen Planeten

Ozeane sind wahrscheinlich nicht nur auf der Erde vorhanden, sondern unter einer mächtigen Eiskruste verborgen auch auf dem Jupitermond Europa, vielleicht auch auf den anderen Monden Ganymed und Kallisto. Viele Hinweise deuten darauf hin, dass der Mars in der Frühzeit seiner Entwicklung offene Wasserflächen enthielt. Ein Ozean aus Kohlenwasserstoffen (Methan, Ethan) könnte auf dem Saturnmond Titan existieren. Darüber, ob die großen Planeten Jupiter, Saturn, Uranus und Neptun vielleicht ebenfalls Schichten flüssiger Phasen, eventuell aus Helium oder Wasserstoff, beherbergen, kann nur spekuliert werden. Zur Herkunft der Ozeane siehe Herkunft des irdischen Wassers.

Siehe auch

- Geographie
- Geowissenschaften
- Globales Förderband
- Kontinent
- Meeresboden
- Meereskunde
- Meerestief
- Meerestiefe
- Nebenmeer (= Oberbegriff für):
- Binnenmeer
- Binnensee
- Mittelmeer
- Randmeer
- Ozeanografie
- Pazifischer Feuerring
- Planetologie
- Plattentektonik
- Schwelle
- Tiefseebecken
- Tiefseerinne
- Urozean
- Wasser
- Weltmeer

Weblinks

- [http://www.mapsofworld.com/world-ocean-map.htm Oceans & Seas of the World (eng.)]
- [http://www.oceano.org/ Institute Oceanographique Paris/Monaco]
- [http://www.reiseberichte.com/ Reiseberichte aus aller Welt]
- [http://www.mapquest.com/atlas/main.adp?region=oceans Mapquest - World Atlas: Oceans]
- [http://bluefront.org Blue Frontier Campaign (eng.)] Kategorie:Geowissenschaft Kategorie:Physische Geographie Kategorie:Ozeanologie ja:大洋 ko:대양 ms:Lautan simple:Ocean th:มหาสมุทร zh-min-nan:Hái-iûⁿ

Corioliskraft

Bewegte Körper werden in einem rotierenden Bezugssystem aus Sicht eines mitrotierenden Beobachters abgelenkt. Diese Ablenkung wird der Corioliskraft zugeschrieben, die nach dem französischen Physiker Gaspard Gustave de Coriolis benannt ist. Die Corioliskraft ist eine so genannte Scheinkraft, da sie im ruhenden Bezugssystem nicht vorhanden ist. Dort sind alle kräftefreien Bewegungen geradlinig. Die Corioliskraft tritt nur in rotierenden Bezugssystemen auf. Sie stellt eine Beschleunigung senkrecht zur Bewegungsrichtung dar, die dazu führt, dass kräftefreie Bewegungen vom rotierenden Bezugssystem aus gekrümmt erscheinen. Aus diesem Grund ist auch die Bezeichnung „Corioliskraft“ irreführend. Besser wäre der Begriff Coriolis-Effekt. Die Corioliskraft tritt zusätzlich zur Zentrifugalkraft auf. Sie ist nur bei, gegenüber dem ruhenden (und rotierenden) Bezugssystem, bewegten Körpern vorhanden. Die Zentrifugalkraft ist die statische (also nur vom Ort abhängige) Komponente, die Corioliskraft die dynamische (von der Geschwindigkeit abhängige) Komponente der resultierenden Scheinkraft. Die Corioliskraft ist außerdem ein Bestandteil der Geostrophie bzw. des geostrophischen Gleichgewichts der Atmosphäre oder des Ozeans. Es gibt Messverfahren wie den Coriolis-Massendurchflussmesser, die sich das Coriolis-Prinzip zu eigen machen.

Berechnung

Die Corioliskraft steht senkrecht auf der Drehachse des Bezugssystems und der Bewegungsrichtung. Ihr Betrag ist :

F_C = 2mv \cdot \omega \cdot \sin \theta

wobei

\sin \theta

der Sinus des Winkels

\theta

zwischen Bewegungsrichtung und Drehachse,

v

der Betrag der Geschwindigkeit,

\omega

die Kreisfrequenz der Rotation und

m

die Masse des bewegten Körpers sind. Entfernt sich der Körper von der Drehachse, so wirkt die Corioliskraft entgegen der Rotationsrichtung, nähert er sich der Achse, wirkt sie in Rotationsrichtung.

Darstellung als Kreuzprodukt zweier Vektoren

Mathematisch kann man die Formeln als Kreuzprodukt zweier Vektoren darstellen, wenn man den Einheitsvektor

\vec_

in Richtung der Drehachse verwendet: :

\vec_C=2m \omega (\vec \times \vec_)

Man kann die Kreisfrequenz

\omega

mit

\vec_

multiplizieren und als Vektor

\vec

schreiben. Der Vektor

\vec

beschreibt dann die Rotation vollständig in Betrag und Richtung der Achse. Die Drehrichtung folgt aus der Rechte-Hand-Regel. Mit der Masse m und der Geschwindigkeit

\vec

ist die Corioliskraft dann: :

\vec_C=2m(\vec \times \vec)

Veranschaulichung

Rechte-Hand-Regel Der obere Teil der Animation zeigt eine Kugel, die auf einem Drehteller rollt, und zwar von der Mitte nach außen. Sie entfernt sich also von der Drehachse, bewegt sich aber kräftefrei in gerader Linie. Der untere Teil zeigt dieselbe Szene aus der Perspektive eines Beobachters auf dem Teller, der z. B. auf dem roten Punkt steht und mitrotiert. Für ihn dreht sich der Teller nicht. Im oberen Teil sieht man, dass sich die Kugel dem roten Punkt erst nähert und dann seitlich von ihm entfernt. Unten beschreibt sie daher eine gekrümmte Bahn. Die Krümmung entspricht einer Beschleunigung senkrecht zur Bewegungsrichtung. Diese wird für den Beobachter unten durch eine Kraft, die Corioliskraft, verursacht. Da sich die Kugel von der Drehachse weg bewegt, wirkt die Corioliskraft entgegen der Rotationsrichtung. Während sich die Scheibe nach links dreht, macht die Kugel scheinbar die ganze Zeit eine Rechtskurve.

Corioliskraft in der Atmosphäre

Animation] Auf der Erdoberfläche hat die Corioliskraft eine senkrechte und eine waagerechte Komponente. Am (geographischen) Nord- und Südpol ist die senkrechte Komponente gleich Null. Jede nichtparallele Bewegung zur Erdachse in der Atmosphäre wird durch die Corioliskraft abgelenkt. So drehen sich Tiefdruckgebiete auf der Nordhalbkugel gegen den Uhrzeigersinn und auf der Südhalbkugel im Uhrzeigersinn, da hier die Luft am Boden in das Tief einströmt. Gleiches gilt für tropische Wirbelstürme, welche auch Tiefdruckgebiete darstellen. Die Luft, die am Boden aus Hochdruckgebieten austritt, wird auch durch die Corioliskraft abgelenkt. Sie heißen Antizyklone, da der Drehsinn umgekehrt zu dem der Tiefdruckgebiete ist. Kleinräumige Wirbel, wie zum Beispiel Tornados oder Kleintromben zeigen keine direkte Abhängigkeit von der Corioliskraft. Dennoch überwiegt bei Tornados auf der Nordhalbkugel die zyklonale Rotation. Ursache ist hier das großräumige Windfeld, welches durch die Corioliskraft vorgeprägt ist.

Einfluss der Corioliskraft auf Wasserstrudel

Eine oft anzutreffende Behauptung bezüglich der Corioliskraft bezieht sich auf das Drehverhalten eines Wasserstrudels, zum Beispiel in einer Badewanne. Wird der Abfluss geöffnet, soll sich der entstehende Strudel auf der Nordhalbkugel gegen den Uhrzeigersinn bewegen, auf der Südhalbkugel entsprechend mit dem Uhrzeigersinn, ähnlich wie es in der Atmosphäre mit Druckgebieten geschieht (siehe oben).
Tatsächlich spielt die verhältnismäßig geringe Corioliskraft in solch kleinen Dimensionen keine Rolle. Der Wasserstrudel dreht sich um ein Vielfaches schneller als die Erde und wird von vielen Faktoren beeinflusst (schon existente Strömungen, Einfüllweise), sodass der behauptete Effekt nur bei äußerst peniblen Experimenten beobachtet werden kann. Im Alltag überwiegen hingegen die zufälligen Einflüsse (unter Umständen verhält sich der Abfluss sogar als chaotisches System).

Wie groß sind typische Corioliskräfte des Alltags?

Beispiele:
- Ein Zug von 1.000 t Masse fährt mit 250 km/h nach Norden. In einer geografischen Breite von 52 Grad erfährt er eine Kraft von ca. 8.000 N nach rechts bzw. Osten. Fährt der Zug nach Süden erfährt er die gleiche Kraft ebenfalls nach rechts, also diesmal nach Westen.
- Wenn dieser Zug 1.000 m lang ist, also aus 50 Wagen mit jeweils 4 Achsen besteht, muss jedes Rad 20 N (entspricht 2 kg) zusätzliche Seitenkraft aufbringen, um den Zug in der Schiene zu halten.
- Die Pendelebene eines frei schwingenden Pendels dreht sich innerhalb eines Sterntags (23 h 56 min 4 s) um 360 Grad multipliziert mit dem Sinus der geografischen Breite (Foucaultsches Pendel). An den Polen ist das anschaulich zu erklären, dort dreht sich die Erde einfach unter dem Pendel her.
- Kranführer müssen ebenfalls die Corioliskraft beachten: Hängt an einem Turmdrehkran eine Last, und wird diese in radialer Richtung entlang des Auslegers bewegt und dreht sich der Kran dabei, so wirkt die Corioliskraft in Richtung senkrecht zum Ausleger. Aus Sicht des Kranführers im Turm wird die Last dabei seitlich ausgelenkt (nach rechts oder links, je nachdem ob die Last vom Turm weg oder hin bewegt wird).

Weblinks

Über die Corioliskraft in der Atmosphäre
- [http://www.atmosphere.mpg.de/enid/1l5.html Warum strömt und zirkuliert Luft? Was sind die treibenden Kräfte?] Über den Einfluss der Corioliskraft auf Wasserstrudel
- [http://www.zeit.de/stimmts/1997/1997_26_stimmts Stimmt's? Seltsamer Strudel] (aus der Zeit)
- [http://www.wissenschaft-online.de/abo/spektrum/archiv/5296 Wirbel in der Badewanne] (Spektrum der Wissenschaft)
- [http://www.ems.psu.edu/~fraser/Bad/BadCoriolis.html Bad Coriolis] (engl.)
- [http://theory.gsi.de/~vanhees/faq-pdf/coriolis.pdf Coriolis-FAQ aus de.sci.physik]
- [http://www.windpower.org/de/tour/wres/coriolis.htm anschauliche animierte Grafik]

Videos

- [http://www.br-online.de/cgi-bin/ravi?v=alpha/centauri/v/&g2=1&f=050511.rm Was ist die Coriolis-Kraft?] (Aus der Fernsehsendung Alpha Centauri) (Real Video Stream) Kategorie:Meteorologie Kategorie:Mechanik Kategorie:Ozeanologie ja:コリオリの力 ko:코리올리 효과

Geographische Breite

Die geografische Breite φ (englisch latitude, auch deutsch abgekürzt mit Lat., lat. oder LAT) ist die im Winkelmaß angegebene nördliche oder südliche Entfernung eines Ortes (Punktes) der Erdoberfläche vom Äquator. Die Breite kann Werte von 0° (am Äquator) bis 90° (am Pol) annehmen. Nord und Süd sind dabei als Vorzeichen anzusehen.

Beispiele

Koordinaten von München: ca. 48° 9' Nord (geografische Breite), 11° 35' Ost (geografische Länge) San Francisco: ca. 37 Grad Nord, 122 Grad West Orte mit derselben Breite liegen auf einem Breitenkreis, auch Breitenparallel oder Parallelkreis genannt. Zur Identifikation eines Punktes, zur Bestimmung seiner geografischen Lage, wird zusätzlich zur Breite die Angabe seiner Länge benötigt.

Unterteilung

Die geografische Breite wird in Bogengrad, -minuten und -sekunden angegeben, wobei eine Minute 60 Sekunden und ein Grad 60 Minuten entsprechen (wie in der Zeitangabe). Bei Dezimalgrad/-minuten/-sekunden kommt das Dezimalsystem zur Anwendung. Es gibt verschiedene Methoden der Darstellung, z. B.: # Grad, Dezimalminuten: 66° 43,2'. # Dezimalgrad: 66,72° # Grad, Minuten, Sekunden: 66° 43' 12"
# Grad, Minuten, Dezimalsekunden: 66° 43' 12,96"
Nur die erste Form ist in der Flugnavigation und seit Langem auch in der Nautik gebräuchlich. Der Abstand einer Bogenminute beträgt am Äquator und auf einem Meridian eine Seemeile bzw. 1852 Meter, während der Abstand (einer Bogenminute) auf einem Breitenkreis (nördlich oder südlich des Äquators) kleiner ist. Bei der Angabe von Ortskoordinaten ist die Breite stets zuerst anzugeben, dann erst die Länge: „B vor L, wie im Alphabet“. Ihren Grund hat diese Konvention in der Geschichte: die Breite konnte bereits Jahrhunderte vor der Länge ziemlich exakt bestimmt werden.

Ermittlung der Breite

Die Breite lässt sich sehr einfach aus dem Sonnenhöchststand bestimmen (Mittagsbreite), oder aus der Höhe kulminierender Sterne. Auf der Nordhalbkugel der Erde gibt die Höhe des relativ hellen Polarsterns über dem Horizont ziemlich genau den Breitengrad an: Am Äquator erscheint der Polarstern am Horizont, am Nordpol steht er nahezu senkrecht am Himmel. Der Fehler, der aus dem ca. zwei-Grad-Abstand des Polarsterns vom Pol entsteht, beträgt wegen der Erddrehung zweimal täglich 0°, zweimal 2° und kann mit einfachsten Mitteln verringert werden. Bereits die Seefahrer des 15. Jahrhunderts verstanden die Breite zur Navigation zu nutzen. Wer hingegen auf umständliche astronomische Messungen zur Bestimmung der Länge verzichten will oder (auf See) muss, braucht eine genaue Uhrzeit.

geodätische, ellipsoidische, astronomische, geozentrische Breite

Wird als Erdmodell ein Rotationsellipsoid verwendet, so enspricht die ellipsoidische Breite dem Winkel zwischen der Äquatorebene und der Ellipsoidnormalen. Diese Breite wird auch geodätische Breite genannt. Mit astronomischer Breite bezeichnen Geodäten den Winkel zwischen der tatsächlichen Lotrichtung und der Äquatorebene. Lotrichtung und Ellipsoidnormale verlaufen in der Regel nicht durch den Erdmittelpunkt. Die Richtung zum Erdmittelpunkt wird durch die Geozentrische Breite ausgedrückt.

Siehe auch

Navigation, Konfluenzpunkt

Weblinks

- http://www.explorermagazin.de/gps/gpsbas1.jpg Kategorie:Geodäsie Kategorie:Nautik ja:緯度

El Niño

)]] El Niño ist ein globales Klimaphänomen. El Niño (spanisch Christkind oder auch kleiner Knabe) nennt man das Auftreten ungewöhnlicher, nicht zyklischer, veränderter Strömungen im ozeanographisch-meteorologischen System des äquatorialen Pazifiks. Der Name ist vom Zeitpunkt des Auftretens abgeleitet, nämlich zur Weihnachtszeit und stammt von peruanischen Fischern, die den Effekt aufgrund des damit einhergehenden Fischsterbens wirtschaftlich zu spüren bekommen. Hierbei schwächt sich der kalte Humboldtstrom ab und kommt zum Erliegen. Dies geschieht durch eine Verschiebung der Windzonen, wodurch das normalerweise nach Westen strömende oberflächennahe (warme) Meereswasser nach Osten zurückströmt. Innerhalb von ca. 3 Monaten wandert die Warmwasserschicht von Südostasien nach Südamerika. Dies geschieht durch die äquatorialen Kelvinwellen. Die Walkerzirkulation hat sich nun umgekehrt. Der Ostpazifik erwärmt sich, während vor Australien und Indonesien die Wassertemperatur absinkt. Dies kann weltweite Auswirkungen auf das Wetter in Form extremer Dürren oder Unwetter haben (vor allem aber in Südamerika und dem südostasiatischen Raum mit Australien). Auf den Galápagos-Inseln und an der Südamerikanischen Küste kommt es zu starken Regenfällen, während in Südostasien Dürre herrscht mit Missernten und Buschbränden. Durch die Erwärmung des Meereswassers tritt stellenweise ein Massensterben der Korallen ein. Seine Rolle bei der globalen Erwärmung wird kontrovers diskutiert. El Niño ist ein natürliches Klimaphänomen; es wird jedoch vermutet, dass dieses durch den anthropogen bedingten Treibhauseffekt noch verstärkt wird. globalen Erwärmung Von 1982 bis 1983 und 1997 war El Niño stark und ungewöhnlich ausgeprägt. Die Meeresströmung lag sieben Grad Celsius über der normalen Wassertemperatur, so dass ein Überschuss an Wärmeenergie in die Atmosphäre gepumpt wurde. Auf drei Vierteln der Erde änderten sich die Wettermuster und verursachten Überschwemmungen entlang der westlichen Küsten Süd- und Nordamerikas und Dürren im südlichen Afrika, Südostasien und Australien. Es kam zu einem Massensterben von Fischen, Seevögeln und Korallen; die Zahl der verletzten und toten Menschen wurde auf mehr als 1.000 beziffert. Obwohl man schon 1726 erstmals El Niño registrierte, wird dieses Phänomen bis heute noch nicht vollständig verstanden und es bleibt schwierig zu erklären, warum es ca. alle 3–8 Jahre zu einer solchen Erwärmung des Meerwassers im Ostpazifik kommt. Im Gegensatz zu El Niño ist La Niña eine außergewöhnlich kalte Strömung im äquatorialen Pazifik, also sozusagen ein Anti-El-Niño, worauf auch die Namensgebung (spanisch kleines Mädchen) beruht. Eine aktuelle Studie zeigt, dass El-Niño-Ereignisse, insbesondere große Ereignisse, genauer als bisher angenommen voraussagbar sein könnten (Nature, Vol. 428, S. 733–735). Das El-Niño-Phänomen lässt sich durch charakteristische Luftdruckanomalien im südpazifischen Raum nachweisen. Hierzu werden Luftdruckmessungen aus Tahiti und Darwin (Australien) ausgewertet. Ergebnis dieser Auswertung ist der Southern Oscillation Index (SOI). Ein verwandtes Phänomen im Atlantik ist die Nordatlantische Oszillation.

Weblinks

- [http://www.mpimet.mpg.de/de/web/education/faq2.html Max-Planck-Institut für Meteorologie]
- [http://www.elnino.info El-Niño-Infoseite]
- [http://www.enso.info Weitere, sehr ausführliche Seite zum Thema]
- [http://www.sciencemag.org/feature/data/earthdynamics/elnino_papers.shl Material des „Science magazine“ (engl.)] Kategorie:Klimatologie Kategorie:Meteorologie ja:エルニーニョ

Phasengeschwindigkeit

Die Phasengeschwindigkeit gibt an, wie schnell sich die Phase einer Welle (z. B. von Nullpunkt zu Nullpunkt) ausbreitet. Die Phasengeschwindigkeit berechnet sich aus der Periodendauer T und der Wellenlänge

\lambda

v = \frac

Aufgrund der Definitionen von Frequenz, Kreisfrequenz und Kreiswellenzahl ergibt sich die äquivalente Darstellung

v = \lambda \cdot f = \frac

Phasengeschwindigkeit und Gruppengeschwindigkeit sind im Vakuum für elektromagnetische Wellen gleich der Lichtgeschwindigkeit. In Materie ist die Phasengeschwindigkeit frequenzabhängig; dieser Effekt wird als Dispersion bezeichnet. Kategorie:Wellenlehre ja:位相速度

Gruppengeschwindigkeit

Die Gruppengeschwindigkeit ist die Geschwindigkeit, mit der sich ein Wellenpaket als Ganzes fortbewegt. Ein Wellenpaket ist eine Welle, deren Amplitude nur in einem begrenzten Raumgebiet ungleich Null ist. Der Amplitudenverlauf wird Hüllkurve des Wellenpakets genannt. Gemäß der Fourier-Transformation kann man sich ein Wellenpaket als eine Überlagerung von Einzelwellen mit verschiedenen Frequenzen vorstellen. Sie breiten sich mit der Phasengeschwindigkeit aus, während sich die Hüllkurve mit Gruppengeschwindigkeit bewegt. Die Gruppengeschwindigkeit ist durch den folgenden Zusammenhang zwischen der Kreisfrequenz ω der Welle und der Kreiswellenzahl k definiert: :(1)

v_ = \frac.

Die Raleighschen Beziehung (6) folgt aus (1) mit der Definition der Phasengeschwindigkeit v_p: :(2)

v_ = \frac.

und dem Zusammenhang von Wellenlänge λ, Frequenz ν und Ausbreitungsgeschwindigkeit v_p: :(3) λ
- ν = v_p mit (π ist die Kreiszahl): :(4) ω= 2
- π ν und :(5) k = 2
- π/λ Ersetzt man ω in (1) durch den Ausdruck (2) und leitet nach der Produktregel ( d/dk (v
- k) = v
- dk/dk + k dv/dk ) ab, erhält man: (6) $v_ = v_ + k \cdot \frac$ Rayleighsche Beziehung als Funktion von k Den Ausdruck kann man mit der Anwendung der Kettenregel umformen als Funktion von λ: :(7) d/dk = d/dλ
- dλ/dk (7) auf (5) angewandt: :(8) dλ/dk = d(2
- π/k)/dk = -2
- π/k^2 und, mit Substitution von k nach λ gemäß (5), eingesetzt in (6): (9) $v_ = v_ - \lambda \cdot \frac$ Rayleighsche Beziehung als Funktion von λ Oft stellt man sich die Gruppengeschwindigkeit als die Geschwindigkeit vor, mit der das Wellenpaket Energie oder Information durch den Raum transportiert. Dies stimmt in den meisten Fällen, und zwar immer dann, wenn Verluste vernachlässigt werden können, so dass die Gruppengeschwindigkeit als Signalgeschwindigkeit des Wellenpakets verstanden werden kann. Allerdings kann bei Lichtimpulsen, die durch speziell präparierte Materialien, die starke Verluste für das Signal verursachen, geschickt werden, die Gruppengeschwindigkeit wesentlich größer sein als die Signalgeschwindigkeit. Die Gruppengeschwindigkeit kann hierbei sogar die Lichtgeschwindigkeit im Vakuum übersteigen. Forscher der Universität Genf konnten 2004 erstmals experimentell nachweisen, dass die Signalgeschwindigkeit jedoch niemals größer sein kann als die Lichtgeschwindigkeit im Vakuum (299.792.458 m/s) [http://www.gapoptique.unige.ch/HomeExtras/51-Quantum%20Optics1.pdf]. Die Funktion ω (k), die beschreibt wie ω von k abhängt, wird Dispersionsgleichung genannt. Ist ω proportional zu k, ist die Gruppengeschwindigkeit identisch mit der Phasengeschwindigkeit. Im anderen Fall zerfließt die Hüllkurve des Wellenpakets, während es sich ausbreitet. Diese Dispersion ist ein wichtiger Effekt, denn er ist unter anderem dafür verantwortlich, wenn sich Signale, die sich durch Lichtwellenleiter ausbreiten, zerfließen. Auch bei der Entwicklung von Lasern, die ultrakurze Lichtimpulse erzeugen, ist es wichtig, die Dispersion zu berücksichtigen. Die Gruppengeschwindigkeit ist von der Phasengeschwindigkeit des Wellenpakets zu unterscheiden. Die Phasengeschwindigkeit ist eine Kenngröße der Bewegungen innerhalb des Wellenpakets. Kategorie:Wellenausbreitung Kategorie:Optik Kategorie:Wellenlehre ja:群速度

Thermokline

Als Thermokline bezeichnet man den Übergang von Wasserschichten unterschiedlicher Temperatur. Die ursprüngliche Definition in der Limnologie setzte als Thermokline die Tiefe mit dem maximalen Temperaturgradienten in einem vermeintlich kontinuierlichen Übergangsbereich der Temperaturen im Metalimnion eines Sees an. Später zeigten detailliertere Messungen, dass vergleichsweise homogene Wasserschichten des Metalimnions oft in scharfen Temperatursprüngen von wenigen Zentimetern Dicke aneinander grenzen, so dass ein System von Thermoklinen existiert, das die Geschichte von unterschiedlich tief reichenden Durchmischungsereignissen im See widerspiegelt. Die Ausbildung von Thermoklinen wird verursacht durch die temperaturbedingten Dichteunterschiede der Wasserschichten. Dichteunterschiede können aber auch durch unterschiedliche Gehalte an gelösten Feststoffen verursacht werden. Allgemein spricht man deshalb von Pyknoklinen, im Fall von Sprüngen im Lösungsgehalt von Chemoklinen. Thermoklinen sind Bestandteil der Temperaturschichtung von Seen und Meeren. Ihre Lage und Ausprägung variiert jahreszeitlich. Bedingt durch die Dichteanomalie des Wassers liegen den Sommer über wärmere Wasserschichten über kälteren mit einer Minimaltemperatur von 3,98°C. Im Winter dagegen liegen Wasserschichten mit geringeren Temperaturen obenauf. An Chemoklinen kann es dazu kommen, dass wärmere, aber dennoch dichtere Wasserschichten unter kälteren zu liegen kommen. Dies ist meist in meromiktischen Seen der Fall und kommt gelegentlich auch im Meer bei hoch salzhaltigen Heißwasseraustritten vor. Angeblich sollen sich Taucher daran schon verbrüht haben. An Thermoklinen entstehen auch Schallanomalien, die von U-Booten zur Tarnung ausgenutzt werden können. Sonar kann diese Schicht zwar durchdringen, liefert aber keine genauen Ergebnisse. Eine weitere Schallanomalie ist die Konvergenzzone. Kategorie:Ozeanologie Kategorie:Limnologie Kategorie:Tauchen

Gruppengeschwindigkeit

v_ = \frac.

Die Raleighschen Beziehung (6) folgt aus (1) mit der Definition der Phasengeschwindigkeit v_p: :(2)

v_ = \frac.

Meridional

Das Wort Meridian (von lateinisch: circulus meridianus „Mittagskreis“) bezeichnet
- in der Astronomie den senkrecht auf dem Horizont des jeweiligen Beobachtungsortes stehenden, durch den Zenit-Punkt (senkrecht über dem Kopf), den Südpunkt am Horizont, den Nadir-Punkt (senkrecht unter den Füßen), und über den Nordpunkt am Horizont wieder zum Zenit (ferner auch durch die Himmelspole) verlaufenden Großkreis am Himmel, siehe Meridian (Astronomie).
- in der Geographie den senkrecht auf dem Äquator stehenden und vom Nord- zum Südpol verlaufende Halbkreis, siehe Meridian (Geografie).
- in der Traditionellen Chinesischen Medizin (TCM) eine Bahn im Körper, in der das Qi, die innere Energie, fließt, siehe Meridian (TCM).
- eine Stadt in den USA, siehe Meridian (Arkansas)
- eine Stadt in den USA, siehe Meridian (Mississippi)
- eine Stadt in Texas, USA: Meridian (Texas) Der davon abgeleitete Begriff meridional bezeichnet
- in der Meteorologie die Eigenschaft einer Größe bzw. eines Windes einen längengradparallelen Gradienten zu besitzen bzw. längengradparallel zu sein, also entlang eines Meridians zu verlaufen (sowohl in Nord-Süd Richtung als auch in der Vertikalen); siehe meridionaler Wind. ja:子午線

Wellenlänge

Als Wellenlänge, Symbol λ (griech.: Lambda), wird der kleinste Abstand zweier Punkte gleicher Phase einer Welle bezeichnet. Dabei haben zwei Punkte die gleiche Phase, wenn sie sich in gleicher Weise begegnen, d.h. wenn sie im zeitlichen Ablauf die gleiche Auslenkung und die gleiche Bewegungsrichtung haben. Bei Wasserwellen entspricht die Wellenlänge zum Beispiel dem Abstand zweier benachbarter Wellenberge oder Wellentäler. Es gilt :

\lambda=\frac

, wobei c die Ausbreitungsgeschwindigkeit oder die Phasengeschwindigkeit und f die Frequenz der Welle ist.

Typische Größen

- λ = Wellenlänge z. B. einer elektromagnetischen Welle oder einer Schallwelle

Wellenlängen sichtbaren Lichts: Farben

Das menschliche Auge ist in einem Wellenlängenbereich von etwa 760 nm (rot) bis 380 nm (violett) empfindlich. Bienen sehen zum Beispiel auch kurzwelligeres Licht, das sogenannte ultraviolette UV-Licht, können dafür aber kein rotes Licht wahrnehmen. Weitere Informationen zum Farbempfinden des Auges unter Farbe.

Wellenlänge elektromagnetischer Wellen im Medium

Wenn Lichtwellen oder andere elektromagnetische Wellen ein Medium durchqueren, wird ihre Wellenlänge entsprechend der Brechzahl

n

reduziert, die Frequenz jedoch bleibt unverändert. Die Wellenlänge im Medium

\lambda^\prime

beträgt :

\lambda^\prime = \frac

, wobei

\lambda_0

die Vakuumwellenlänge der Welle ist. Wellenlängen elektromagnetischer Strahlung werden üblicherweise als Vakuumwellenlänge angegeben, ohne dass das explizit ausgedrückt wird.

De-Broglie-Wellenlänge

Louis-Victor de Broglie entdeckte, dass alle Partikel mit einem Impuls p eine Wellenlänge haben, sie wird De-Broglie-Wellenlänge genannt. Für ein relativistisches Teilchen kann die Wellenlänge mit folgender Gleichung bestimmt werden: :

\lambda = \frac = \frac  \sqrt

Dabei ist h das Plancksche Wirkungsquantum, m die Masse und v die Geschwindigkeit des Teilchens.

Siehe auch

Weblinks

- [http://www.sengpielaudio.com/Rechner-wellenlaenge.htm Berechnung von Wellenlänge, Frequenz und Schallgeschwindigkeit oder Lichtgeschwindigkeit]
- [http://www.sengpielaudio.com/Rechner-wellen.htm Berechnung der Wellenlänge einer Schallwelle in Luft bei gegebener Frequenz und Temperatur]
- [http://www.bbs-winsen.de/GoBlack/Astronom/Theorie/t_wellen.htm Tabelle der Wellen mit zugehöriger Wellenlänge, Energie und Frequenz] Kategorie:Wellenlehre Kategorie:Theoretische Elektrotechnik ja:波長 ko:파장 th:ความยาวคลื่น

Atmosphäre

Die Atmosphäre (v. griechisch ατμός, atmós „Luft, Druck, Dampf“ und σφαίρα, sfära „Kugel“) ist die gasförmige Hülle um einen Himmelskörper. Sie besteht meist aus einem Gemisch verschiedener Gase, die vom Schwerefeld des Himmelskörpers festgehalten werden können. Die Atmosphäre ist an der Oberfläche am dichtesten und geht in großen Höhen fließend in den interplanetaren Raum über.

Entstehung

Bei der Ausbildung einer Atmosphäre spielen mehrere Faktoren eine Rolle, wozu in erster Linie die Größe des Himmelskörpers zählt. Das Schwerefeld muss dabei gewährleisten, dass die in der Regel aus Ausgasungen hervorgehenden Gasteilchen an den Himmelskörper gebunden bleiben und sich nicht in den Weltraum verflüchtigen können. Entsprechend der kinetische Gastheorie bewegen sich die Gasteilchen ungeordnet und dabei umso schneller, je höher die Temperatur des Gases ist und je leichter sie sind. Reicht die Anziehungskraft nicht aus, um den Verlust ausreichend schneller Teilchen langfristig derart zu begrenzen, dass es zu einer positiven Teilchenbilanz kommt, also mehr Gasteilchen durch Ausgasungen hinzukommen, als durch die Überwindung der Gravitation verloren gehen, so kann sich auch keine Atmosphäre ausbilden. Dabei spielen neben der Größe auch die Oberflächentemperatur des Himmelskörpers eine Rolle, die nicht zu groß sein darf. Auch die Art der zur Verfügung stehenden Gasteilchen ist wichtig, da zum Beispiel eine Atmosphäre aus Wasserstoff oder Helium viel schwerer an den Planeten zu binden ist als eine aus Sauerstoff oder Stickstoff. Dies liegt daran das leichte Gasteilchen bei gleicher Temperatur wesentlich schneller sind als schwere Gasteilchen. Atmosphären die Elementen wie Wasserstoff in größerem Umfang enthalten finden sich daher vor allem bei den sehr massereichen Gasriesen, die über eine ausreichende Gravitation verfügen. Letztlich ist nur eine kleine Minderheit der Himmelskörper in der Lage, eine Atmosphäre zu bilden und langfristig an sich zu binden. So besitzt zum Beispiel der Mond als der nächste Nachbar der Erde keine Atmosphäre.

Aufbau und Gradienten

Mond]

Druckverlauf

Der Druckverlauf einer Atmosphäre, im Fall der Erdatmosphäre des Luftdrucks, ist in den unteren Bereichen durch die hydrostatische Gleichung bestimmt, die bei im Vergleich zum Planetenradius dünnen Atmosphären wie folgt geschrieben werden: :

= - g \rho (h)

Die Einflussgrößen sind der Druck p, die Höhe h, die Schwerebeschleunigung g und die Dichte ρ. Im Falle konstanter Temperatur reduziert sich die Gleichung zur barometrischen Höhenformel. Im äußeren Bereich ist diese Beschreibung jedoch nicht mehr gültig, da sich die Bestandteile aufgrund der geringen Dichte auf Keplerbahnen oder den Magnetfeldlinien bewegen und sich gegenseitig kaum noch beeinflussen.

Untergliederungen

In der Regel ist eine Atmosphäre keine homogene Gashülle, sondern aufgrund zahlreicher innerer und äußerer Einflüsse in mehrere mehr oder weniger klar gegeneinander abgegrenzte Schichten einzuteilen, die vor allem durch die Temperaturabhängigkeit chemischer Prozesse in der Atmosphäre und die Strahlungsdurchlässigkeit abhängig von der Höhe entstehen. Im wesentlichen kann man folgende Schichten nach dem Temperaturverlauf unterscheiden:
- An der Planetenoberfläche beginnt in der Regel die Troposphäre, in der Konvektionsströmungen vorherrschen. Sie wird begrenzt durch die Tropopause.
- Darüber liegt die Stratosphäre, in der die Strahlung beim Energietransport dominiert. Sie wird begrenzt durch die Stratopause.
- In der Mesosphäre wird, vor allem durch Kohlenstoffdioxid, Energie abgestrahlt, so dass in dieser Schicht eine starke Abkühlung erfolgt. Sie wird begrenzt durch die Mesopause.
- In der Thermosphäre dissoziieren und ionisieren die meisten Moleküle, wodurch die Temperatur deutlich ansteigt.
- Die äußerste Schicht ist die Exosphäre, aus der die vorwiegend atomaren beziehungsweise ionisierten Bestandteile aus dem Schwerefeld des Planeten entweichen können. Sie wird bei Vorhandensein eines Magnetfeldes durch die Magnetopause begrenzt. Diese Gliederung gibt nur eine grobe Einteilung wieder, und nicht jede Schicht ist bei allen Atmosphären nachweisbar. So besitzt die Venus zum Beispiel keine Stratosphäre, kleinere Planeten und Monde besitzen nur eine Exosphäre, z. B. der Merkur. Für Entstehung und Ausprägung der Dämmerungsfarben ist der vertikale Aufbau der Atmosphäre maßgeblich. Es ist auch möglich die Atmosphäre nicht nach dem Temperaturverlauf, sondern nach anderen Gesichtspunkten zu gliedern, wie:
- dem radio-physikalischen Zustand der Atmosphäre (Ionosphäre, Magnetosphäre)
- nach physiko-chemischen Prozessen (Ozonosphäre bzw. Ozonschicht, Chemosphäre)
- der Lebenszone (Biosphäre)
- der Durchmischung (Homosphäre, Homopause, Heterosphäre)
- dem aerodynamischen Zustand (Prandtl-Schicht, Ekman-Schicht, beide als Peplosphäre, Freie Atmosphäre)

Vorkommen von Atmosphären

Vergleicht man die Himmelskörper unseres Sonnensystems miteinander, so zeigt sich der Einfluss der bei der Ausbildung einer Atmosphäre relevanten Faktoren. Unter den Planeten ist die Erde in der Lage, schwere Elemente wie Argon (Ar) in der Atmosphäre zu halten, leichte Elemente/Moleküle wie Wasserstoff (H₂) oder Helium (He) verlor sie jedoch im Laufe ihrer Entwicklung. Diese leichten Bestandteile zeigen sich dafür umso deutlicher bei den äußeren Planeten, den so genannten Gasriesen wie Jupiter, Saturn, Uranus und Neptun. Auch Planeten anderer Sternsysteme – die Exoplaneten – konnten mit spektrografischen Methoden Atmosphären nachgewiesen werden. Neben den Planeten haben auch einige größere Monde wie Titan, Ganymed, Io und Europa eine Atmosphäre. Der Mond der Erde hingegen zeigt keine Atmosphäre. Er ist hierfür mit knapp 1,2 % der Erdmasse zu klein und zeigt zudem auf seiner sonnengewandten Seite Temperaturen von über 100 °C.

Sonstiges

Eine häufige Fehlschreibung für Atmosphäre ist „Athmosphäre“.

Siehe auch

- Planetologie
- Erdatmosphäre
- Schichtungsstabilität
- Meteorologie
- Luft

Weblinks

- [http://www.wappswelt.de/tnp/nineplanets/spheres.html Planetarische Gashüllen] Kategorie:Planetologie Kategorie:Meteorologie

Mäander

Als Mäander (griech.) bezeichnet man:
- die türkischen Flüsse Großer Mäander (Büyük Menderes) und Kleiner Mäander (Küçük Menderes)
- nach diesen Flüssen benannte Schlingen, die viele andere Flüsse im Mittel- und Unterlauf aufweisen, siehe Mäander (Flussschlinge)
- ein dem Mäander nachempfundenes Ornament, siehe Mäander (Ornamentik)
- die wellenförmige Ausprägung der Luftmassengrenze entlang der Polarfront, siehe Rossby-Welle
- Technik: gebogene Serpentine aus Rohr oder Rundstahl (Anwendung: Kühldecken, Solarkollektorbau, Kühlschränke, Heizelemente)

Jetstream

Ein Jetstream (engl.: jet stream, jet) oder auch Strahlstrom ist ein schmales Starkwindband meist innerhalb der oberen Troposphäre. Jetstreams bilden sich infolge globaler Ausgleichsbewegungen zwischen verschiedenen Temperaturregimen bzw. Hoch- und Tiefdruckgebieten und stellen die stärksten natürlich auftretenden Winde dar, wobei sie im Vergleich zu anderen Wetterphänomenen sehr verlässlich und stabil in ihrem Auftreten sind. Allgemeiner definiert handelt es sich um atmosphärische Windbänder mit einer nahezu horizontalen Strömungsachse (Jetachse) und Windspitzen von mehr als 111 m/s (~400 km/h), wobei die Windgeschwindigkeit – sowohl vertikal als auch horizontal – mit zunehmender Entfernung zum Strömungszentrum rasch abfällt. Sie gehören näherungsweise zur Gruppe der geostrophischen Winde, bei welchen ein Gleichgewicht zwischen Druckgradient- und Corioliskraft herrscht.

Entdeckungsgeschichte

Im späten 19. Jahrhundert gelangte man durch die Beobachtung von hochgelegenen Wolkenformationen zu dem Schluss, dass es in deren Umgebung starke Höhenwinde geben müsse. Diese konnten jedoch nur in sehr unregelmäßigen Abständen beobachtet werden, so dass ihre Regelmäßigkeit und vergleichsweise gleichbleibende Stärke noch nicht erkannt wurden. Diese Eigenschaften wurden erstmals bei der aus großer Höhe durchgeführten Bombardierung Japans durch B-29 Bomber und den damit einher gehenden Wetterbeobachtungen der Piloten deutlich. Bei vielen Flügen in westlicher Richtung traten hierbei Windgeschwindigkeiten in Gegenrichtung auf, die jenen der Flugzeuge entsprachen. Die Jetstreams spielen daher schon historisch sowohl in der Meteorologie als auch in der Luftfahrt eine entscheidende Rolle, wobei der Begriff des Jetstreams selbst aus den Jahr 1944 stammt und sich hiernach schnell verbreitete. Die deutsche Bezeichnung Strahlstrom wurde jedoch schon bereits in den 1930er Jahren genutzt.

Auftreten und Arten

Es gibt vier wesentliche Jetstreams, wobei man zwischen zwei verschiedenen Arten und ihrer jeweiligen Erdhalbkugel unterscheiden muss. Da sie in großen Höhen auftreten, werden sie in isobaren Höhenwetterkarten dargestellt bzw. ausgewertet.
- Der polare Strahlstrom (PFJ - Polarfrontjetstream) verläuft je nach Großwetterlage zwischen 40° und 60° geografischer Breite im Bereich der 250 bis 300 hPa Isobare im Verbund mit der oft bis zum Boden reichenden Polarfront. Er erreicht im Kernstrom, also seinem Zentrum, Geschwindigkeiten von 200 - 500 km/h (absolutes Maximum ~1970 in Japan 650 km/h) und stellt den wichtigsten Jetstream dar, wobei er gerade auch für das europäische Wetter von maßgeblicher Bedeutung ist. Da sich in den mittleren Breiten aufgrund des Aufeinandertreffens von kalter Polarluft und gemäßigten wärmeren Luftmassen ein vergleichsweise starker horizontaler Temperaturgradient ausbildet, tritt der PFJ ganzjährig auf. Sein Maximum liegt jedoch im Winter, da dann in der Regel die Temperaturunterschiede der Luft größer sind als im Sommer. Durch dynamische Effekte in der Erdatmosphäre tritt der Polarfrontjetstream nur in relativ kurzen Bändern von wenigen tausend Kilometern Länge auf.
- Der subtropische Strahlstrom (STJ - Subtropenjetstream) ist ein Jetstream in der Nähe der Wendekreise bzw. der Subtropen, also im Bereich von 20° bis 30° geografischer Breite und im Bereich der 150 bis 200 hPa Isobare. Er tritt an der Obergrenze des abfallenden Astes der Hadley-Zelle auf, also über dem subtropischen Hochdruckgürtel, und entwickelt sich aus dem Antipassat. Der STJ ist schwächer als der PFJ und kommt oft nur in den jeweiligen Wintermonaten zur Ausbildung. Wie der PFJ ist er eng verknüpft mit einem großen horizontalen Temperaturgradienten, der sogenannten Subtropenfront, die sich jedoch im Gegensatz zur Polarfront im Allgemeinen nicht bis zum Boden ausdehnt. Obwohl er schwächer ist als der Polarfrontjetstream, zeigt er eine wesentlich größer Beständigkeit in Position und Intensität und erstreckt sich zudem geschlossen um den gesamten Globus. Neben den bekannten großen Jetstreams gibt es aber auch noch
- den Tropical Easterly Jet (TEJ): :Er erstreckt sich ausgehend von der tibetischen Hochebene bis zur innertropischen Konvergenzzone (ITC) und ist hier vor allem als Höhenostwind bis in den Norden Afrikas wetterwirksam. Insbesondere handelt es sich also nicht um einen Westwind wie beim PFJ oder STJ, sondern um einen Ostwind. Seine stärkste Ausprägung erfährt er im Nordsommer, also während des indischen Sommermonsuns.
- die „low altitude jets“: :Sie treten in der Nähe von Wirbelstürmen auf (low altitude = niedrige Höhe).
- den „nocturnal jet“: :Ein nächtlicher low-altitude Jetstream.
- stratosphärische bzw. mesosphärische Jetstreams

Ursachen, Entstehung und meteorologische Bedeutung

Die vergleichsweise starke Sonneneinstrahlung am Äquator sorgt hier für eine Erwärmung der bodennahen Luftmassen und eine positive Energiebilanz, während diese an den Polen aufgrund der Breitengradabhängigkeit der durch die Sonne bedingten Strahlungsenergie negativ ist. Es handelt sich folglich im bodennahen Bereich des Äquators um relativ warme Luftmassen, die im Vergleich zu den kälteren Luftmassen der Pole eine geringere Dichte besitzen. Die Luft der Troposphäre ist aufgrund dessen entlang der den ganzen Erdball umspannenden innertropischen Konvergenzzone lockerer gepackt als an den Polen, was zur Folge hat, dass der vertikale Druckgradient wesentlich geringer ist als bei niedrigen Temperaturen und der Luftdruck daher langsamer mit der Höhe sinkt als südlich oder nördlich der ITC. Die Troposphäre kann unter anderem aufgrund dessen entlang des Äquators bis in eine Höhe von ungefähr 16 km reichen, während sie an den Polen nur eine durchschnittliche Mächtigkeit von 8 km erreicht. Diese Luftdichteverminderung am Äquator ist dabei mit einer relativen Druckerniedrigung und somit einem stabilen Tiefdruckgürtel verbunden, eben der schon angesprochenen inntertropischen Konvergenzzone, wobei eine Unterscheidung zwischen ITC und Äquator nötig ist. In der Höhe hingegen herrscht aufgrund des geringen Druckgradienten ein Hochdruckgebiet, weshalb man am Äquator zwischen Bodentief und Höhenhoch unterscheidet. Über den Polen sind die Luftmassen wesentlich dichter gepackt. Durch die geringe Sonneneinstrahlung ist die Luft hier kalt und lagert aufgrund der höheren Dichte schwerer auf der Erdoberfläche. Der Druckgradient ist hier folglich wesentlich stärker ausgeprägt und es existieren stabile Hochdruckgebiete am Boden. Man spricht deshalb von einem Bodenhoch und dementsprechend auch von einem Höhentief. Die Luftdruck- bzw. Temperaturunterschiede zwischen dem Äquator und den Polen sind also thermisch bedingt. Sie resultieren aus der Breitenabhängigkeit der Sonneneinstrahlung, die sich rein geometrisch aus den verschieden großen Einfallswinkeln der Sonnenstrahlung ergibt. Der Antriebsmotor des entstehenden dynamischen Wetter- und Windsystems und somit auch der Jetstreams lässt sich demnach, trotz aller anderen Einflussfaktoren, in der Sonne finden.

Druckgradientkraft

Sonne zum Pol.]] Zwischen Hoch- und Tiefdruckgebieten stellt sich eine Ausgleichskraft ein, die man als Gradientkraft oder auch Druckgradientkraft bezeichnet. Im Bestreben die Druck- bzw. Temperaturunterschiede auszugleichen, bewegt sich die Höhenluft, der Gradientkraft folgend, über die Breitengrade hinweg vom Höhenhoch des Äquators in Richtung des Höhentiefs der Pole, also vom Ort des höheren zum Ort des niedrigeren Druckes. Je stärker nun diese Druck- und Temperaturunterschiede sind, desto stärker ist auch die Gradientkraft und der aus ihr resultierende Wind. Diese Unterschiede sind nur selten, etwa bei tropischen Wirbelstürmen, groß genug um die Luft in Nähe des Erdbodens ausreichend zu beschleunigen und führen hierbei auch meist nur zu Rotationsbewegungen, welche jedoch sehr unbeständig sind und aufgrund der fehlenden horizontalen Strömungsachse, trotz teilweise hoher Drehgeschwindigkeiten, keine Jetstreams darstellen. Jetstreams selbst können sich nur bei den mit der Höhe zunehmenden Druckunterschieden und ohne Reibungseinflüße (Freie Atmosphäre) bilden. Die Druckunterschiede nehmen jedoch auch nahe der Tropopause bzw. in der Stratosphäre wieder stark ab. Dies erklärt, warum sich die sehr starken Jetstreams vor allem an scharfen Luftmassengrenzen entwickeln und zudem vertikal auf eine bestimmte Höhe begrenzt sind, im Endeffekt also die Erscheinungsform eines Windschlauches besitzen. Diese idealisierte Darstellung muss jedoch um die sogenannte Corioliskraft erweitert werden.

Corioliskraft

Freie Atmosphäre Bewegen sich Luftmassen vom Äquator aus entsprechend der Gradientkraft zu den Polen hin, wird die Corioliskraft in Richtung der mittleren Breiten zunehmend stärker und lenkt die Winde in Bewegungsrichtung mehr und mehr nach Osten ab, bis sie schließlich - parallel zu den Breitengraden - zu einer sehr starken Westwindströmung, einem Jetstream, werden. Die Corioliskraft ist somit eine wesentliche Einflußgröße in Bezug auf die Entstehung und Erscheinung der Jetstreams, spiegelt jedoch im Gegensatz zur Gradientkraft keinen energetischen Antriebsmotor wieder. Die Ablenkung der der Gradientkraft folgenden Winde wiederholt sich hierbei und resultiert zunächst im Subtropenjetstream und in höheren Breiten im Polarfrontjetstream. Die schematischen Darstellungen sind aufgrund dessen auch nicht vollständig und dienen lediglich der Veranschaulichung der Grundlagen.

Auswirkungen auf Wetter und Klima

Corioliskraft Corioliskraft Jetstreams sind maßgeblich für die Luftdruckverteilung und somit für die Ausbildung der Wind- und Luftdruckgürtel, auf der Erde verantwortlich. Sie stellen somit ein wichtiges Element für den globalen Temperaturaustausch zwischen Tropen und Polen dar: Bei ausreichend großen Temperaturunterschieden der Luftmassen aus den Subtropen (z. B. Wüsten) und den Polen wird der Windstrom an der Polarfront stark abgelenkt, er mäandriert. Dies liegt in der höheren Dynamik der Polarfront begründet und wird durch kontinentale Hindernisse, wie beispielsweise hohe Gebirgsketten (Himalaya und Rocky Mountains), noch wesentlich verstärkt. Dieser Effekt führt zur Ausbildung der sogenannten Rossby-Wellen, die in der linken Abbildung vereinfacht blau dargestellt sind. Die Darstellung ist hierbei idealisiert, da die Faltung des Jetstreams in der Realität uneinheitlich ist und sich der Polarfrontjetstream auch nicht geschlossen um die gesamte Erde windet. Ein realistischeres und aktuelles Bild der mäandrierenden Bänder des PFJ ist in den Weblinks einsehbar. Der Jetstream reißt zusätzlich die unteren Luftschichten mit, wobei entsprechend der Verwirbelung der Rossby-Welle stets dynamische Tiefdruckgebiete (Zyklone) in Richtung Pol (im Gegenuhrzeigersinn verdreht über den 'Wellentälern', sogenannte Tröge) und in Richtung Äquator Hochdruckgebiete (im Uhrzeigersinn verdreht unter den 'Wellenbergen', so genannte Rücken) ausscheren. Zu Beachten ist hierbei, dass lediglich der polare Strahlstrom zur Ausbildung von Rossby-Wellen tendiert und diese auch in der Nordhalbkugel wesentlich ausgeprägter sind als in der Südhalbkugel, da sich auf der nördlichen Hemisphäre deutlich mehr kontinentale Hindernisse befinden.

Bedeutung für die Luftfahrt

Besonders auf Linienflügen über größere Entfernungen, beispielsweise zwischen Nordamerika und Europa, ist der Effekt des Jetstreams deutlich spürbar. Da es sich um einen starken und recht verlässlichen Höhenwind handelt, können Flugzeuge ihn nutzen, um eine höhere Geschwindigkeit und auch einen niedrigeren Treibstoffverbrauch zu erreichen. Sowohl Flughöhen als auch Reiserouten werden deshalb an den Verlauf des Jetstreams so angepasst, dass man ihn als Rückenwind nutzen oder zumindest als Gegenwind meiden kann. Er ist also unter anderem dafür verantwortlich, dass Flughöhen von 10 bis 12 Kilometer, je nach Höhe des Jetstreams, und Reiserouten weit abseits einer direkten „Luftlinie“ favorisiert werden. Bei einem Flug über den Atlantik beispielsweise verläuft die Hinroute nach Amerika einige tausend Kilometer nördlicher als die Rückroute, was eine Zeitersparnis von mehreren Stunden nach sich ziehen kann. Daraus leiten sich jedoch auch negative Effekte auf die Navigation und Flugsicherung ab. Durch die im Vergleich zur Größe der Ozeane relativ engen Flugschneisen, die sich durch die Berücksichtigung des Jetstream ergeben, scheint beispielsweise bei zunehmenden Luftverkehr eine mögliche Beschränkung dieser Flugschneisen möglich, wenn auch unwahrscheinlich. Eine interessante weitere Anwendung der Jetstreams ergibt sich für die Ballonfahrt. Die Ballon-Weltumrundung von Bertrand Piccard kam dank ihnen zustande, und mit sprengstoffführenden Ballons griff Japan am Ende des Zweiten Weltkriegs das amerikanische Festland an. Ein äußerst starker Höhenwind, der in Gebirgen knapp über den Gipfeln streifen kann, hat jedoch auch eine andere Seite. Er kann für einen unerfahrenen Piloten sehr gefährlich werden, da er über enorme Energien verfügt und unter bestimmten Bedingungen jedwedes Flugzeug zu seinem Spielball macht. Die aus Jetstreams bekannten Belastungen sind auch diejenigen, die neben den Gewichts- und Beschleunigungskräften die Stabilität eines Flugzeugs und vieler seiner Bauteile bestimmen: insbesondere Querwind-Einflüsse der Jetstreams haben erhebliche Auswirkungen auf die Bauteil-Festigkeit der Flügel und ihrer Anschlüsse an den Rumpf, und letztlich auf die Sicherheit des Fliegens. Fluggeschwindigkeiten werden in der Luftfahrt typischerweise über ein Pitotrohr gemessen, indem man die durch den Vortrieb bedingte Luftverdrängung erfasst. Ein Gegenwind kann diese Geschwindigkeitsmessung jedoch verfälschen und dem Piloten auf diese Weise zu geringe Geschwindigkeiten signalisieren. Dies führte zu einem der mysteriösesten Unfälle der frühen Luftfahrtgeschichte, dem Absturz der Star Dust über den Anden.

Weblinks

- [http://apollo.lsc.vsc.edu/cgi-bin/viewimg.cgi?img=/data/web/upperair/jet/globjet.gif Aktuelle JetStreams, Lyndon State College]
- [http://squall.sfsu.edu/gif/jetstream_atl_anal_00.gif Aktuelle JetStreams, California Regional Weather Server]
- [http://www.raonline.ch/pages/edu/cli/strahl01.html Zusatzinformationen und zahlreiche Abbildungen] Kategorie:Wind Kategorie:Meteorologie ja:ジェット気流

Nordhalbkugel

Als Nordhalbkugel oder nördliche Halbkugel oder nördliche Hemisphäre wird der Teil der Erde bezeichnet, der sich nördlich des Äquators befindet. Der astronomische Sommer geht hier von Juni bis August und der Winter von Dezember bis Februar. Durch die Corioliskraft sind Tiefdruckgebiete und auch z.B. Hurrikane auf der Nordhalbkugel (fast) immer linksdrehend - gegen den Uhrzeigersinn. Die Nordhalbkugel hat wesentlich mehr Landfläche als die Südhalbkugel und wird deshalb auch als Landhemisphäre bezeichnet. Siehe auch: Geografische Breite, Norden, Wasserhemisphäre, Westhemisphäre Kategorie:Geographischer Begriff ja:北半球 ko:북반구 simple:Northern Hemisphere

Erde

Die Erde (von indogermanisch er[t]) ist der dritte Planet des Sonnensystems. Sie ist ca. 4,55 Milliarden Jahre alt und ist der einzige bekannte belebte Ort. Das Planetenzeichen ist 18px oder 14px. Der lateinische Name ist Terra. Die Erde zählt zu der Gruppe der erdähnlichen (terrestrischen) Planeten.

Entstehung und Aufbau der Erde

Hauptartikel: Entstehung der Erde, Innerer Aufbau der Erde, Erdfigur und Plattentektonik Plattentektonik Die Erde ist der größte Gesteinsplanet im uns bekannten Sonnensystem. Alle anderen Planeten sind kleiner oder bestehen wie Jupiter hauptsächlich aus Gas in stark komprimierten Zuständen. Die Erde entstand vor etwa 4,6 Milliarden Jahren. Man geht heute allgemein davon aus, dass sie während der ersten 100 Millionen Jahre einem intensiven Bombardement von Meteoriten ausgesetzt war. Heute ist nur noch ein geringer Beschuss zu verzeichnen. Die meisten der Meteore werden von Objekten kleiner als 1 cm hervorgerufen. Im Gegensatz zum Mond sind auf der Erde die meisten Einschlagkrater durch geologische Prozesse wieder ausgelöscht worden. Durch die kinetische Energie der Impakte während des schweren Bombardements und durch die Wärmeproduktion des radioaktiven Zerfalls erhitzte sich die junge Erde, bis sie größtenteils aufgeschmolzen war. In der Folge kam es zu einer gravitativen Differenzierung des Erdkörpers in einen Erdkern und einen Erdmantel. Die schwersten Elemente, vor allem Eisen, sanken in die Richtung des Schwerpunkts des Planeten, während leichte Elemente, vor allem Sauerstoff, Silizium und Aluminium nach oben stiegen. Aus diesen Elementen bildeten sich hauptsächlich silikatische Minerale, aus denen auch die Gesteine der Erdkruste bestehen. Aufgrund ihres vorwiegenden Aufbaus aus Eisen und Silikaten hat die Erde wie alle terrestrischen Planeten eine recht hohe mittlere Dichte von 5,515 g/cm³. Die Erde hat, wie alle Planeten, durch die Eigengravitation ihrer großen Masse annähernd die Form einer Kugel. Durch die Fliehkräfte ihrer ziemlich schnellen Rotation ist sie an den Polen geringfügig abgeplattet. Der Äquatorumfang ist dadurch mit 40.075,004 km um 67,183 km bzw. um 0,17 % größer als der Polumfang mit 39.940,638 km. Der Poldurchmesser ist mit 12.713,500 km dementsprechend um 42,77 km bzw. um 0,34 % kleiner als der Äquatordurchmesser mit 12.756,270 km. Solch ein geometrisches Verhältnis ist das eines Ellipsoids. Der Meeresspiegel (das Geoid) weicht davon nochmals um ± 100 Meter ab. Die Unterschiede im Umfang tragen mit dazu bei, dass es keinen eindeutig höchsten Berg auf der Erde gibt. Nach der Höhe über dem Meeresspiegel ist es der Mt. Everest im Himalaya und nach dem Abstand des Gipfels vom Erdmittelpunkt der auf dem Äquatorwulst stehende Vulkanberg Chimborazo in den Anden. Von der jeweils eigenen Basis an gemessen ist der Mauna Kea auf der vom pazifischen Meeresboden aufragenden großen vulkanischen Hawaii-Insel am höchsten. Wie die meisten festen Planeten und fast alle größeren Monde, z. B. der Erdmond, weist auch die Erde eine deutliche Dichotomie ihrer Oberfläche auf, d. h. eine Zweiteilung in unterschiedlich ausgeprägte Halbkugeln. Die Oberfläche der Erde unterteilt sich in eine Landhemisphäre und eine Wasserhemisphäre. Die Wasserfläche hat in der gegenwärtigen geologischen Epoche einen Gesamtanteil von 70,7 %. Die von der Landfläche umfassten 29,3 % entfallen hauptsächlich auf sieben Kontinente; der Größe nach: Asien, Afrika, Nordamerika, Südamerika, Antarktika, Europa und Australien. Wobei Europa als große westliche Halbinsel Asiens im Rahmen der Plattentektonik wahrscheinlich nie eine selbstständige Einheit gewesen ist. Die kategorische Grenzziehung zwischen Australien als kleinstem Erdteil und Grönland als größter Insel wurde nur rein konventionell festgelegt. Die Fläche des Weltmeeres wird im Allgemeinen in drei Ozeane einschließlich der Nebenmeere unterteilt: In den Pazifik, den Atlantik und den Indik. Die tiefste Stelle, das Witjastief 1 im Marianengraben, liegt 11.034 m unter dem Meeresspiegel. Nach seismischen Messungen ist die Erde hauptsächlich aus drei Schalen aufgebaut: Aus dem Erdkern, dem Erdmantel und der Erdkruste. Diese Schalen sind durch seismische Diskontinuitätsflächen (Unstetigkeitsflächen) voneinander abgegrenzt. Die Erdkruste und der oberste Teil des oberen Mantels bilden zusammen die so genannte Lithosphäre. Sie ist zwischen 50 und 100 km dick und zergliedert sich in große und kleinere tektonische Einheiten, die Platten. Die größten Platten entsprechen in ihrer Anzahl und Ordnung in etwa jener der von ihnen getragenen Kontinente, mit Ausnahme der pazifischen Platte. All diese Schollen bewegen sich gemäß der Plattentektonik relativ zueinander auf den teils aufgeschmolzenen, zähflüssigen Gesteinen des oberen Mantels, der 100 bis 150 km mächtigen Asthenosphäre. Der innere Erdkern ist fest, der äußere geschmolzen und gut 4.000 °C heiß. Ein dreidimensionales Modell der Erde wird, wie alle verkleinerten Nachbildungen von Weltkörpern, Globus genannt.

Atmosphäre

Hauptartikel: Erdatmosphäre Die Erde besitzt eine etwa 640 km hohe Atmosphäre. Deren Masse beträgt 5,13 x 10¹⁸ kg und macht somit knapp ein Millionstel der Erdmasse aus. Der mittlere Luftdruck auf dem Niveau des Meeresspiegels ist 1.013 hPa groß; bei einer mittleren Luftdichte von 1,293 kg/m³. In den bodennahen Schichten besteht die Lufthülle im Wesentlichen aus 78 % Stickstoff, 21 % Sauerstoff und 1 % Edelgasen. Dazu kommt ein wechselnder Anteil an Wasserdampf (0 – 5 %), der das Wettergeschehen bestimmt. Die auf der Erde gemessenen Temperaturextreme betragen –89,6 °C (gemessen am 21. Juli 1983 in der Wostok-Station in der Antarktis auf 3.420 Metern Höhe, was einer Temperatur von –60 °C auf Meereshöhe entspräche) und +58 °C (gemessen am 13. September 1922 in Al 'Aziziyah in Libyen auf 111 Metern Höhe). Die mittlere Temperatur in Bodennähe beträgt 15 °C; die Schallgeschwindigkeit bei dieser Temperatur beträgt in der Luft am Meeresniveau etwa 340 m/s. Die Erdatmosphäre streut den kurzwelligen, blauen Spektralanteil des Sonnenlichts etwa fünfmal stärker als den langwelligen, roten und bedingt dadurch bei hohem Sonnenstand die Blaufärbung des Himmels. Dass die Oberfläche der Meere und Ozeane vom Weltall aus gesehen blau erscheinen, weswegen die Erde seit dem Beginn der Raumfahrt auch der Blaue Planet genannt wird, ist jedoch auf die stärkere Absorption roten Lichtes im Wasser selbst zurückzuführen. Die Spiegelung des blauen Himmels an der Wasseroberfläche ist dabei nur von nebensächlicher Bedeutung.

Globaler Energiehaushalt

Der Energiehaushalt der Erde wird im Wesentlichen durch die Einstrahlung der Sonne und die Ausstrahlung der Erdoberfläche bzw. Atmosphäre bestimmt, also durch den Strahlungshaushalt der Erde. Der sonstige vorwiegend durch radioaktive Zerfälle erzeugte Energiebeitrag beträgt nur etwa 0,1 %. Die Albedo der Erde beträgt im Mittel 0,367, wobei ein wesentlicher Anteil auf die Wolken der Erdatmosphäre zurückzuführen ist. Dies führt zu einer globalen effektiven Temperatur von 246 K (-27 °C). Die Durchschnittstemperatur am Boden liegt jedoch durch einen starken atmosphärischen Treibhauseffekt bzw. Gegenstrahlung bei etwa 288 K (15 °C), wobei die Treibhausgase Wasser und Kohlendioxid den Hauptbeitrag liefern.

Herkunft des irdischen Wassers

Hauptartikel: Herkunft des irdischen Wassers Die Herkunft des Wassers auf der Erde, insbesondere die Frage, warum auf der Erde deutlich mehr Wasser vorkommt als auf den anderen erdähnlichen Planeten, ist bis heute nicht befriedigend geklärt. Ein Teil des Wassers dürfte durch das Ausgasen der Magma entstanden sein, also letztlich aus dem Erdinneren stammen. Ob dadurch aber die Menge an Wasser erklärt werden kann, ist fragwürdig. Weitere große Anteile könnten aber auch durch Einschläge von Kometen, transneptunischen Objekten oder wasserreichen Asteroiden (Protoplaneten) aus den äußeren Bereichen des Asteroidengürtels auf die Erde gekommen sein. Messungen des Isotopenverhältnisses von Deuterium zu Protium (D/H-Verhältnis) deuten dabei eher auf Asteroiden hin, da in Wassereinschlüssen in kohligen Chondriten ähnliche Verhältnisse gefunden wurden wie in ozeanischem Wasser, wohingegen bisherige Messungen dieses Isotopen-Verhältnisses an Kometen und transneptunischen Objekten nur schlecht mit irdischem Wasser übereinstimmten.

Himmelsmechanik

Umlaufbahn

Der mittlere Abstand des Zentrums der Erde vom Zentrum der Sonne ist die große Bahnhalbachse und beträgt etwa 149.597.870 km. Ursprünglich wurde dieser Abstand der Definition der Astronomische Einheit (AE) zugrunde gelegt, die als astronomische Längeneinheit hauptsächlich für Entfernungsangaben innerhalb des Sonnensystems verwendet wird. Der sonnennächster Punkt der Erde, das Perihel, liegt bei 0,983 AE AE und sein sonnenfernster Punkt, das Aphel, bei 1,017 AE. Sie läuft also auf einer elliptischen Umlaufbahn mit einer Exzentrizität von 0,0167 um die Sonne. Für einen Umlauf um die Sonne benötigt sie 365 d 6 h 9 min 9,54 s, diese Zeitspanne wird auch als Siderischen Jahres bezeichnet. Die Bahnebene der Erde wird als Ekliptik bezeichnet.

Mond

Hauptartikel: Mond Die Erde wird von einem Mond umkreist. Dieser ist im Vergleich zur Erde deutlich größer als es bei den anderen Planeten mit Ausnahme des Pluto/Charon-Systems der Fall ist. Der große Mond ist verantwortlich für die Stabilität der Schiefe der Ekliptik der Erde und damit auch für die guten Bedingungen zum Entstehen von Leben auf der Erde.

Rotation und Gezeiten

Die Erde rotiert einmal in 23 h 56 min 4,09 s um ihre eigene Achse. Analog zum siderischen Jahr wird diese Zeitspanne als ein Siderischer Tag bezeichnet. Aufgrund der Bahnbewegung der Erde entlang ihrer Umlaufbahn und der daraus resultierenden leicht unterschiedlichen Position der Sonne an nacheinander folgenden Tagen ist ein Sonnentag, der als die Zeitspanne zwischen zwei Sonnenhöchstständen (Mittag) definiert ist, etwas größer als ein Siderischer Tag und wird nach Definition in 24 Stunden eingeteilt. Aufgrund der Neigung der Rotationsachse der Erde von 23,44° gegen die Ekliptik werden die Nord- und die Südhalbkugel der Erde an verschiedenen Punkten ihrer Umlaufbahn um die Sonne unterschiedlich beleuchtet, was zu den das Klima der Erde prägenden Jahreszeiten führt. Jahreszeiten Der Mond verursacht auf der Erde Gezeiten. Ebbe und Flut in den Meeren und im Erdmantel bremsen die Erdrotation und verlängern dadurch gegenwärtig die Tage um etwa 20 Mikrosekunden pro Jahr. Die Gezeiten wirken sich auch auf die Landmassen aus, die sich um etwa einen halben Meter heben und senken.
Die Rotationsenergie der Erde wird dabei in Wärme umgewandelt. Der Drehimpuls wird auf den Mond übertragen, dessen Bahn sich dadurch um etwa 4 Zentimeter pro Jahr von der Erde entfernt. Dieser schon lange vermutete Effekt ist seit etwa 1995 durch Laser-Distanzmessungen abgesichert. Die zunehmende Tageslänge kann geologisch anhand von Wachstumsringen in fossilen Korallen nachgewiesen werden. Man findet in diesen Sedimenten eine Spur für jeden Tag, und eine jährliche Regelmäßigkeit, aus der sich die Anzahl der Tage im damaligen Jahr bestimmen lässt. In der Vergangenheit zeigt sich die Zunahme der Tageslänge anhand überlieferter Sonnenfinsternisse, die bei gleich bleibender Tageslänge an einem anderen Ort auf der Erde sichtbar gewesen wären. Extrapoliert man diese Abbremsung in die Zukunft, wird auch die Erde einmal dem Mond immer die gleiche Seite zuwenden, wobei ein Tag auf der Erde dann 47 Mal so lang wäre wie heute. Damit unterliegt die Erde dem gleichen Effekt, der in der Vergangenheit schon zur gebundenen Rotation des Mondes geführt hat. Zu dem Zeitpunkt, an dem diese Korotation eintreten wird, wird das Wechselspiel der Gezeiten beendet sein. Die Flutberge verbleiben dann immer an einem Ort auf der Verbindungslinie Erde-Mond und es wird zu einer dauerhaften Verformung des Erdkörpers kommen, ähnlich dem des Mondes. Diese Überlegungen kann man allerdings als hypothetisch betrachten, da zum einen die Stabilität der Erdrotation nicht gewährleistet ist. Zum anderen wird sich durch den Übergang der Sonne zu einem weißen Zwerg auch das gesamte Sonnensystem verändert haben.

Leben und Klima

weißen Zwerg Die Erde ist bisher der einzige Planet, auf dem Leben bzw. eine Biosphäre nachweisbar ist. Nach dem gegenwärtigen Stand der Forschung begann das Leben auf der Erde möglicherweise innerhalb eines relativ kurzen Zeitraums, gleich nach dem Ausklingen eines schweren Bombardements großer Asteroiden, dem die Erde nach ihrer Entstehung vor ca. 4,6 Milliarden Jahren bis etwa vor 3,9 Milliarden Jahren als letzte Phase der Bildung des Planetensystems ausgesetzt war. Nach dieser Zeit hat sich eine stabile Erdkruste ausgebildet und soweit abgekühlt, dass sich Wasser auf ihr sammeln konnte. Die ältesten direkten, allerdings umstrittenen Hinweise auf Leben, die als versteinerte Cyanobakterien gedeutet werden, sind 3,5 Milliarden Jahre alt und wurden in Gesteinen der Warrawoona-Gruppe im Nordwesten Australiens gefunden. In 3,85 Milliarden Jahre altem Sedimentgestein aus der Isua-Region im Südwesten Grönlands wurden in den Verhältnissen von Kohlenstoffisotopen Anomalien entdeckt, die auf biologischen Stoffwechsel hindeuten könnten; bei dem Gestein kann es sich aber auch statt um Sedimente lediglich um ein stark verändertes Ergussgestein ohne derartige Bedeutung handeln. Die ältesten und eindeutigen Lebensspuren auf der Erde sind 1,9 Milliarden Jahre alte fossile Bakterien aus der Gunflint-Formation in Ontario. Die chemische wie die biologische Evolution sind untrennbar mit der Klimageschichte verknüpft. Das Leben wird in seiner Entwicklung von den herrschenden Bedingungen geprägt und hat seinerseits Einfluss auf die Entwicklung und das Erscheinungsbild der Erde. Durch den Stoffwechsel des pflanzlichen Lebens bzw. durch die Photosynthese wurde die Erdatmosphäre mit molekularem Sauerstoff angereichert und bekam ihren oxidierenden Charakter. Zudem wurde die Albedo und damit die Energiebilanz durch die Pflanzendecke merklich verändert.

Klimazonen

Die Erde wird anhand unterschiedlich intensiver Sonneneinstrahlung in Klimazonen eingeteilt, die sich vom Nordpol zum Äquator erstrecken – und auf der Südhalbkugel spiegelbildlich verlaufen. Die jahreszeitlichen Temperaturschwankungen sind umso stärker, je weiter die Klimazone vom Äquator und vom nächsten Ozean entfernt liegt.

Polarzone

Unter den Polargebieten versteht man zum einen die Region innerhalb des nördlichen Polarkreises, die Arktis, sowie den Kontinent der Antarktis auf der Südhalbkugel der Erde. Besonderes Kennzeichen der Polarregionen sind neben dem kalten Klima mit viel Schnee und Eis der bis zu einem halben Jahr dauernde Polartag mit der Mitternachtssonne bzw. die Polarnacht, aber auch die Polarlichter.

Gemäßigte Zone

Die gemäßigte Klimazone erstreckt sich vom Polarkreis bis zum vierzigsten Breitengrad und wird in eine kalt-, kühl- und warmgemäßigte Zone eingeteilt. Diese Zone weist einen großen Unterschied zwischen den Jahreszeiten auf, der in Richtung der Erdmitte jedoch etwas abnimmt. Ein weiteres Merkmal sind die Unterschiede zwischen Tag und Nacht, die je nach Jahreszeit stark variieren. Diese Unterschiede nehmen, je näher man dem Pol kommt, immer mehr zu. Die Vegetation wird durch Nadel-, Misch- und Laubwälder geprägt, wobei die Nadelwälder in Richtung Äquator immer weniger werden.

Subtropen

Die Subtropen liegen in der geographischen Breite zwischen den Tropen in Äquatorrichtung und den gemäßigten Zonen in Richtung der Pole, ungefähr zwischen 25°-40° nördlicher und südlicher Breite. Diese Gebiete haben typischerweise tropische Sommer und nicht-tropische Winter. Man kann sie unterteilen in trockene, winterfeuchte, sommerfeuchte und immerfeuchte Subtropen. Eine weit verbreitete Definition definiert das Klima dort als subtropisch, wo die Mitteltemperatur im Jahr über 20 Grad Celsius liegt, die Mitteltemperatur des kältesten Monats jedoch unter der Marke von 20 Grad bleibt. Die Unterschiede zwischen Tag und Nacht fallen relativ gering aus. Die Vegetation reicht von der Artenvielfalt, wie sie z.B. im Mittelmeer auftritt, über die Vegetation der trockenen Savanne bis hin zur kargen oder auch völlig fehlenden Vegetation in Wüsten wie der Sahara.

Tropen

Die Tropen befinden sich zwischen dem nördlichen und südlichen Wendekreis. Die Tropen können in die wechselfeuchten und immerfeuchten Tropen unterschieden werden. In den Tropen sind Tag und Nacht immer gleichlang (jeweils 12 Stunden). Jahreszeiten gibt es als Solches nur in den wechselfeuchten Tropen und lassen sich nur in eine Trocken- und Regenzeit unterscheiden. Typisch für die wechselfeuchten Tropen sind die Feuchtsavannen, die sich nördlich und südlich der großen Regenwälder befinden. Sie zeichnen sich durch ihre weiten Grasländer aus. Beispiele sind die afrikanische Savanne und der Bantanal in Südbrasilien und Paraguay. Für die immerfeuchten Tropen, die sich rund um den Äquator befinden, sind die großen, sehr artenreichen Regenwälder, wie z.B. der Amazonas typisch.

Jahreszeiten

Die Jahreszeiten werden in erster Linie von der Einstrahlung der Sonne verursacht und sind in der gemäßigten Zone am stärksten ausgeprägt. Die Unterschiede entstehen durch die Neigung der Erde. Dies hat zur Folge, dass die Sonne zwischen dem nördlichen und südlichen Wendekreis hin- und herwandert (daher auch der Name). Dadurch entstehen auch neben den unterschiedlichen Einstrahlungen auch die Unterschiede zwischen Tag und Nacht. Die Wanderung erfolgt im Jahresrhythmus wie folgt:
- 21. Dezember (Wintersonnenwende): Die Sonne befindet sich auf dem südlichen Wendekreis bzw. auf dem Kreis des Steinbocks. Auf der Nordhalbkugel ist nun der kürzeste und auf